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ESTUDIOS, ANALISIS Y RECOMENDACIONES PARA EL ORDENAMIENTO AMBIENTAL Y EL DESARROLLO TERRITORIAL DE LA MOJANA

Convenio Interadministrativo UN-DNP No. 336/2011FACULTAD DE MINAS – SEDE MEDELLÍN

FACULTAD DE INGENIERÍA – SEDE BOGOTÁ

ESTUDIOS, ANALISIS Y RECOMENDACIONES

PARA EL ORDENAMIENTO AMBIENTAL Y EL

DESARROLLO TERRITORIAL DE LA MOJANA CONVENIO INTERADMINISTRATIVO UN-DNP NO. 336/2011

ANEXO 3-1

GEOLOGÍA, GEOMORFOLOGÍA Y DINÁMICA FLUVIAL EN LA MOJANA

INFORME FINAL

BOGOTÁ, 23 DE ABRIL DE 2012

ESTUDIOS, ANALISIS Y RECOMENDACIONES PARA EL ORDENAMIENTO AMBIENTAL Y EL DESARROLLO TERRITORIAL DE LA MOJANA

Convenio Interadministrativo UN-DNP No. 336/2011FACULTAD DE MINAS – SEDE MEDELLÍN

FACULTAD DE INGENIERÍA – SEDE BOGOTÁ

ANEXO 3-1. Geología, Geomorfología y Dinámica Fluvial de la Mojana

ESTUDIOS, ANALISIS Y RECOMENDACIONES PARA EL ORDENAMIENTO AMBIENTAL Y EL DESARROLLO TERRITORIAL DE LA MOJANA Convenio Interadministrativo UN-DNP No. 336/2011

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TABLA DE CONTENIDO

1 INTRODUCCIÓN ............................................................................................................................. 1

2 GEOLOGÍA REGIONAL Y LITOLOGÍA ............................................................................................... 2

2.1 UNIDADES GEOLÓGICAS .................................................................................................................... 4 2.2 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL .................................................................................................................. 5

3 EVOLUCIÓN GEOMORFOLÓGICA DE LA DEPRESIÓN MOMPOSINA ................................................ 8

3.1 INDICIOS MORFO-ESTRUCTURALES ....................................................................................................... 9 3.2 HISTORIA SEDIMENTOLÓGICA DE LA CUENCA BAJA................................................................................. 11

4 UNIDADES GEOMORFOLÓGICAS .................................................................................................. 14

4.1 UNIDADES GEOMORFOLÓGICAS DE ORIGEN FLUVIAL O LACUSTRE (F) ....................................................... 15 4.2 GEOFORMAS DE ORIGEN ESTRUCTURAL (S) ......................................................................................... 19

5 DINÁMICA FLUVIAL Y LOS PROCESOS DE INUNDACIÓN ............................................................... 20

5.1 EVOLUCIÓN GEOMORFOLÓGICO DEL SISTEMA FLUVIAL ........................................................................... 20 5.2 COMPLEJO DE CIÉNAGAS Y LAS INUNDACIONES ..................................................................................... 25 5.3 ASENTAMIENTOS PREHISPÁNICOS ...................................................................................................... 26

6 CONCLUSIONES ........................................................................................................................... 28

6.1 GEOLOGÍA .................................................................................................................................... 28 6.2 GEOMORFOLOGÍA .......................................................................................................................... 29 6.3 DINÁMICA FLUVIAL ......................................................................................................................... 30

7 REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS .................................................................................................... 31



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1 INTRODUCCIÓN

El Cono del Bajo Cauca y la Depresión Momposina en general conforman un gran delta interior de los ríos Cauca y Magdalena, ríos trenzados a sinuosos con islas comunes y brazos anastomosados rodeados por ciénagas de desborde. Al nor-occidente de esta región confluye el rio San Jorge, con caudales intermedios, que recoge, en gran medida, las aguas de desborde del cono-delta del Cauca, área conocido con el nombre de La Mojana. Por el sur-occidente se acercan las estribaciones de la cordillera Central en la serranía de San Lucas mientras por el norte la serranía de San Jacinto cierre parcialmente el paso al sistema fluvial del Magdalena donde se desarrolla un valle entallado entre Plato y Calamar.

La región de La Mojana representa un gran delta interior del Bajo Cauca en forma de cono, compuesto por sedimentos aluvio-lacustres provenientes de aportes de la cordillera de los Andes desde finales del Cuaternario. Un complejo de paleocauces ramificados o cauces abandonados sobresale en la superficie de este cono-delta incluyendo de oeste a este los caños San Matías, Rabón, La Sangre, La Mojana y Panceguita, entre otros. Aunque el sistema fluvial del rio Cauca presenta un brazo principal relativamente estable, con frecuencia se desarrollan rompederos de hasta 400 metros de anchura que aportan los excedentes de caudal y sedimentos hacia las márgenes del rio y el sistema de amortiguación natural de ciénagas, y en especial hacia el sector de La Mojana. Este trabajo revisa los estudios anteriores, en especial adelantados por Himat (1977), Martínez, (1981), CIAF (1983), Duque (1979 y 1984), Dueñas y Duque, (1981), Uniandes (1998) López (2005), Ingeominas (2007) y LEH (2010), con el fin de establecer las características morfodinámicas básicas y la evolución a corto y largo plazo de la región frente a la dinámica fluvial y las tendencias de inundación. La metodología empleada durante el trabajo incluyó la fotointerpretación de imágenes de satélite Landsat, SPOT y DEM, visita de campo y revisión de la literatura técnica sobre geología, geomorfología y dinámica fluvial de la zona. Así, para cada subtema se analizo la información pertinente y se confrontaron con la interpretación de las imágenes de satélite y las observaciones de campo. Dada la importancia de las tasas de sedimentación y supuesto subsidencia en la Depresión Momposina, se reevaluaron los datos sedimentológicos de proyecto Mitch de acuerdo con los nuevos métodos de facies laterales, aspectos detallados en su respectivo capitulo. Con miras a un análisis multitemporal de la evolución del sistema geomorfológica y dinámica de la llanura de inundación en épocas recientes se incluye la comparación de imágenes en aguas de niveles variados.



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2 GEOLOGÍA REGIONAL Y LITOLOGÍA

La geología regional de la Depresión Momposina se caracteriza básicamente por una acumulación central de sedimentos fluviales y lacustres recientes, rodeados por una secuencia de rocas sedimentarias plegadas de la serranía de San Jacinto al nor-occidente y norte mientras rocas ígneo-metamórficas conforman de las estribaciones de la cordillera Central en la serranía de San Lucas al sur y suroriente (Fig. 1 y 2). Para el presente trabajo, se evaluarán las características geológicas regionales para luego incluir las características sedimentologías recientes y geomorfológicas para una comprensión más completa de la evolución general de la cuenca de la depresión Momposina según los distintos enfoques de subsidencia y actividad neotectónica durante el Cuaternario.

Sector Noroccidente:

Al noroccidente de la Depresión Momposina, se desarrolla una secuencia de rocas sedimentarias del Terciario y Cretácico, asociadas con el cinturón acresionado de San Jacinto y Sinú. Duque, (1979 y 1984) lo describe como una secuencia de rocas marinas plegadas de ambiente pelágico, turbiditico y somero, acresionado en dos fases distintas, el cinturón interno de San Jacinto durante entre el Eoceno y Mioceno y el cinturón externo del Sinú (sobre la costa actual) entre el Plioceno y el Pleistoceno. El núcleo del sistema de San Jacinto, correspondiente a estructuras plegadas con sinclinales amplios y anticlinales estrechos, de rumbo NNE, en especial los anticlinales de San Jerónimo y San Jacinto (Fig. 1).

Sobre la costa Caribe actual, el cinturón de Sinú, compuesto por turbiditas y facies de carbonatos también presenta un fuerte plegamiento, en parte asociado con actividad diapírica (volcanes de lodo). En ambos cinturones de acreción se presentan fallamiento de tipo inverso, en general, paralelo al rumbo de los anticlinales, con buzamiento preferencial hacia el sureste.

Fig. 1. Geología del sector de Plato-Calamar, Ingeominas, 2007. Observe el curso del rio Magdalena que atraviesa en forma oblicua a las estructuras NE de la serranía de San Jacinto,

un curso antecedente.



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Sin embargo, sobre el flanco sureste del cinturón de San Jacinto (flanco interior o continental) se desarrolla una secuencia de rocas sedimentarias poco deformadas, la llamada cuenca de San Jorge, limitado por la falla de Romeral (Dueñas y Duque, 1981). En la región de Planeta Rica, las rocas terciarias de los Grupos Carmen (formaciones Ciénaga de Oro, Porquera y Cerrito) y Sincelejo presentan pocas evidencias de deformación. En especial el grupo Sincelejo, de edad pliocénica y ambiente continental con arcillas, arenas y conglomerado, tienda a fosilizar la falla de Romeral, es decir, recubre la falla sin evidencias de deformación neotectónica.

En la región de Plato, Magdalena, las rocas terciarias buzan suavemente hacia la Depresión Momposina. Este conjunto de las rocas plegadas corresponde a un antiguo geosinclinal compuesto por sedimentos marinos litorales a marino somero sin fallamiento superficial apreciable (Ingeominas, 1990). La litología de esta secuencia marina está dominado por areniscas, limolitas y arcillolitas con algunas intercalaciones calcáreas y arenas conglomeráticas, sedimentos que fueron plegados suavemente a finales del Terciario (Duque, 1980). Durante el Cuaternario, estas rocas fueron erosionadas y recubiertas parcialmente por depósitos aluviales, en su mayoría relacionados con la dinámica del río Magdalena y Cauca (Fig.2).

Sector suroriente:

Al sur y suroriente de la zona de estudio, próximo Guaranda y Nechí, afloran rocas cristalinas y metamórficas asociadas en las estribaciones de la serranía de San Lucas (Fig. 2). Estas rocas pueden agruparse principalmente en rocas metamórficas de alto grado como gneis de edad devoniana, comúnmente altamente meteorizadas. Sobre los flancos de la serranía de San Lucas también se presentan rocas intrusivas en la forma de granitos y granodiorita, y rocas volcano-clásticas de Jurásico, algunos de los cuales alcanza inclusive a aflorar al norte del brazo de Loba y Quitasol y Buenos Aires en la región de Hatillo de Loba y Juana Sánchez (LEH, 2010).

Fig. 2. Geología Regional del sector sur. Se aprecian las estribaciones de la serranía de San Lucas con rocas metamórficas e ígneas, algunos de los cuales afloran entre Nechí y Guaranda,

Ingeominas, 2007, Plancha 8.



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En general, esta rocas tiende a presentar una morfología de colinas y cerros bajos con una meteorización química alta, indicio de su exposición prolongada al intemperismo tropical durante el Cuaternario. También se caracterizan por una disección alta sin presentar una cobertura de rocas terciarias relacionadas, lo cual sugiere un hiato prolongado en la sedimentación en esta región, en fuerte contraste con el flanco norte de la cuenca donde se presenta una espesa cobertura de sedimentos marinos.

Sector Central:

En La Depresión Mompos y el sector de La Mojana, se conservan, con pocas excepciones, las acumulaciones cuaternarias de origen fluvial y lacustre. Estos depósitos han sido denominados paludales (Q2-l) (Ingeominas, 2007), es decir sedimentos asociados con ciénagas y pantanos, a veces llamados “lacustres” de origen reciente (Cuaternario Superior y Holoceno). De acuerdo con las perforaciones petroleras, esta zona descansa sobre plataforma continental y registra un largo periodo de sedimentación desde la era Cretácica con pocas evidencias de deformación (Duque, 1980). A continuación se describen las unidades geológicas características de la zona de la Depresión Momposina y el sector de La Mojana, según la cartografía geológica regional de Ingeominas (2007) y la figura 3.

Fig. 3. Geología Regional de la Depresión Momposina, Ingeominas, 2007, Plancha 6.

2.1 UNIDADES GEOLÓGICAS

A continuación se presenta la descripción general de las unidades geológicas según la cartografía geológica regional (Ingeominas, 2007). Se agrega la clasificación general de edad y los nombres de formación más comunes en la región, según los estudios de Duque y Dueñas (1981) y Duque (1984).



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• Q2-l: Depósitos paludales, sedimentos de pantano o lacustres. Cuaternario superior.

• Q1-l: Arcillas, turbas y arcillo-arenas, localmente lentes de gravas y/o diatomitas, sedimentos aluvio-lacustres. Cuaternario superior.

• Qac: Abanicos aluviales y coluviales, cono aluvial del río Cauca. Cuaternario superior.

• Q-al: Depósitos aluviales y llanura aluvial. Cuaternario superior.

• Q-Vf: Dacitas a andesitas con domos graníticos, sector norte de la serranía San Lucas. Edad y formación incierta, ¿Cuaternario o Terciario?

• N2-Sc: Conglomerados y arenitas líticas conglomeráticas con intercalaciones de arcillolitas, limolitas y turbas, asociado con suelos rojos. Plio-pleistoceno, (Fm. Sincelejo)

• n6n7-St: Intercalaciones de conglomerados, arenitas líticas a conglomeráticas, arenitas calcáreas y lodolitas. Mio-plioceno (Fm. Zambrano)

• N1-Sm: Calizas intercalados con areniscas calcáreas y arcillolitas limosos. Mioceno inferior (Fm. Jesús del Monte).

• n3n5-Sm: Areniscas líticas y feldespáticas de grano fino a grueso con glauconita, shales calcáreos intercalado con lodolitas. Mioceno inferior (Fm. Rancho).

• J1J2-VCct: Areniscas, limolitas y calizas intercalados con tobas, brechas aglomerados con lavas andesiticas y riolíticas. Jurasico inferior a medio.

• • T3J-Pi: Granodiorita cuarzo-monzonita y granito alcalino que varia entre diorita y

tonalita. Triásico superior.

• DC-Sctm: Arenisca cuarcítica, arcillolitas, lodolitas, localmente con lentes de caliza y conglomerados. Devónico.

2.2 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL

La Depresión Momposina constituye una zona aluvial, deprimida y cenagosa, con su eje alargado en dirección este – oeste, limitada por las rocas terciarias plegadas de San Jacinto al norte y las estimaciones de la serranía de San Lucas al sur. Aunque existen numerosas hipótesis sobre el origen y formación de esta depresión topográfica incluyendo la teoría de un bloque tectónicamente hundido por sistemas de fallas de tipo normal y transcurrentes (Himat, 1977 y Martínez, 1981, Uniandes, 1998), no hay evidencias claras de un sistema de fallas en superficie, su localización exacta ni su grado de actividad, aspectos que serán examinados a continuación.

Al norte de la depresión, en la región de Plato, las rocas sedimentarias presentan un plegamiento suave con un rumbo N 45° E y buzamientos de 10° a 20° al sureste hacia la Depresión Momposina (Ingeominas, 1990). En este sector, las unidades geológicas evidencian una disección normal generalmente en función de la pendiente, sin escarpes estructurales ni lineamientos que podrían asociarse con fallas geológicas regionales o locales. En el sector de Plato y Magangué, la deformación suave de las



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rocas sedimentarias del Terciario corresponden al flanco SW del anticlinal del Guamo (Ingeominas, 1990), una secuencia sedimentaria concordante sin fallas geológicas locales (Fig. 4).

Fig. 4. Perfil geológico Transversal: Plegamiento suave hacia el sureste en el sector de Plato – Zambrano sin fallamiento (Ingeominas, 1990)

Sin embargo, sobre el flanco noroeste (externo) del cinturón de acreción de San Jacinto se desarrolla una deformación moderada a fuerte, resultado de la compresión tectónica entre la Placa del Caribe y el Bloque Andino de Suramérica, de hasta 1 cm/a (Kellogg y Vega, 1995). Esta tipo de deformación acompañado por fallamiento inverso se manifiesta hoy en día con una actividad sísmica moderada con hipocentros superficiales a intermedias.

Al sur de la Depresión Momposina se desarrolla un sistema estructural más complejo que relaciona fallas del Romeral - Espiritu Santo y Otú del suroeste y el bloque de rocas ígneo-metamórficas de la serranía de San Lucas al suroriente. La falla de Espiritu Santo, de rumbo noreste, presenta actividad sísmica reciente, de tipo superficial en la zona de Caucasia y Cáceres (Fig. 6), por lo cual se considera un sistema tectónico activo. La continuación de este sistema de fallas hacia el noreste puede relacionarse con las fallas señaladas en la zona San Martin de Loba incluyendo las fallas de Curumani, Playitas y Mejía (Ujueta, 2004). Aunque este sistema de fallas no ha sido estudiado en detalle en esta zona, presenta características de rumbo y comportamiento estructural similar a la falla de Espiritu Santo.

Una revisión general de la sísmica regional con base en los registros desde 1993 de la RSNC de Ingeominas señala una actividad dispersa con leve concentración sobre los flancos sur y norte. Aunque el análisis detallado de esta información queda fuera de los alcances de este trabajo, las tendencias regionales sugieren un régimen compresivo regional de intensidad leve y dispersa en la región. Aunque el periodo de análisis es corto, una revisión de los registros históricos de eventos grandes o significativos en esta zona arroja una actividad muy baja (Ramírez, 1975).



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Fig. 5. Actividad Sísmica de la región de la Depresión Momposina, sismicidad superficial 1993 a 2010 (RSNC, Ingeominas).

La zona central de la depresión Momposina y el Cono – delta del rio Cauca ha sido interpretado comúnmente como un sistema de hundimiento o graben geológico de carácter activo como se aprecia en la figura 7 (Himat, 1977; Martínez, 1981 y Uniandes, 1998). Muchos de las fallas reportadas solo constituyen alineamientos fotogeológicos por tramos cortos y medianos de los cauces de los ríos principales tales como los ríos Magdalena, Cauca y San Jorge o el brazo Chicagua. Sin embargo, los estudios geológicos regionales de Ingeominas (Fig. 3) solo señala una falla importante sobre el flanco sur de la depresión, un sistema de fallas relacionadas con la falla de Espiritu Santo (Fig. 2). A continuación se analizara este supuesto sistema de fallas desde los puntos de vista sedimentológico, geomorfológico, geología del Cuaternario y neotectónico.



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3 EVOLUCIÓN GEOMORFOLÓGICA DE LA DEPRESIÓN MOMPOSINA

Los estudios detallados sobre hidrología y geomorfología de la Depresión Momposina se iniciaron con el Proyecto Colombo Holandés en los años 70 (Himat, 1977) y se complementaron con los trabajos sobre dinámica fluvial por CIAF (1983) y sedimentología por Van der Hammen, (1986) y Herrera, et. al. (2001). Con base en perforaciones de hasta 50 m, adelantados por el Himat, en la llanura de inundación con dataciones de C14 en sedimentos aluvio-lacustres y orgánicos, se estimaron una tasa de subsidencia de entre 3 y 4 mm/año desde hace 11.000 años (Himat, 197, Martínez, 1981).

Estos autores relacionan la acumulación de sedimentos con un control estructural regional dominado por fallas activas que bordean la cuenca aluvio-lacustre, incluyendo las fallas de Romeral, Bucaramanga-Santa Marta, Espiritu Santo y otras fallas inferidas tales como las fallas de Ayapel y Chicagua (Himat, 1977, Fig. 6). Aunque la importancia o la existencia de dichas fallas geológicas en la zona de la Depresión Momposina nunca fue comprobada, el trabajo concluyó que la zona correspondía a una depresión tectónica dominada por subsidencia activa a partir de las tasas de sedimentación calculadas (Martínez, 1981).

En un análisis posterior, van der Hammen (1986) señala que el periodo de sedimentación muestreada por el Proyecto Colombo – Holandés corresponde a depósitos aluvio-lacustres acumulados durante el ascenso del nivel del mar a finales del Pleistoceno mientras las variaciones en las tasas de sedimentación y tipos de sedimentos se asocian probablemente con periodos secos y húmedos durante los últimos 11.000 años. Aunque ese autor no descarta la hipótesis de una subsidencia controlado por la tectónica regional, también relaciona la acumulación de sedimentos en la cuenca inferior del rio Magdalena con el ascenso del nivel del nivel del mar a finales de la última glaciación.

Recientemente, el trabajo de Herrera, et al, (2001) revisa las características geomorfológicas y sedimentológicas de la cuenca con base en una fotointerpretación regional y un nuevo pozo de perforación de 50 m en Boquillas, 20 km al oeste de Mompos. Aunque los trabajos mas recientes reconocen la importancia de las variaciones climáticas en el proceso de sedimentación de la Depresión Momposina, conservan el marco tectónico de fallas activas para explicar una supuesta subsidencia de la cuenca, sin evidencias concretas.



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Figura 6. Marco tectónico propuesto por Himat, 1977. Se aprecian los principales lineamientos interpretados como fallas activas que controlarían la Depresión Momposina. Análisis en este trabajo indica la presencia de un relleno aluvial posglacial (>22.000 años) de solo 50 metros sin indicios de fallas geológicas superficiales ni actividad neotectónica durante el Holoceno.

En cambio, el presente trabajo destaca el papel del ascenso del nivel de base del sistema fluvial a finales del Pleistoceno, es decir el ascenso postglacial del mar en mas de 80 m y la perdida de pendiente hidráulico en los sistemas fluvio-deltaicos en las costas mundiales (Davis, 1996 y Bloom, 1998). A continuación, se revisará la evolución reciente de la Depresión Momposina con base en los anteriores estudios y la información geológica y geomorfológica reciente.

3.1 INDICIOS MORFO-ESTRUCTURALES

La descripción de que la Depresión Momposina constituye una cuenca de subsidencia se fundamenta en gran parte en la interpretación de una serie de rasgos morfotectónicos regionales, incluyendo las fallas de Romeral y Espiritu Santo al occidente y suroccidente respectivamente, la falla de Bucaramanga-Santa Marta al



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oriente y otras dos posibles fallas en el sector central, los lineamientos de Ayapel y Chicagua (Himat, 1977). Estudios recientes por Ingeominas (López, 2005) sugieren que el limite noroccidental de la depresión corresponde mas bien al plegamiento de la serranía de San Jacinto, cinturón levantado de rocas sedimentarias, hacia finales del Terciario, es decir durante el Mio-plioceno, proceso relacionado a la subducción lenta de la placa del Caribe debajo de la placa de Sudamérica. Este mismo autor señala el carácter tectónico de este prisma de acreción, dominado por plegamientos, escarpes y un fallamiento fuerte sobre su flanco noroccidental, mas no en el flanco suroriental de Plato - San Benito. Otros estudios geológicos en el sector de Plato – Zambrano (Duque, 1984; Ingeominas, 1990) solo señalan un buzamiento suave de las rocas terciarias hacia Mompos y el suroccidente sin la presencia de fallas geológicas, interpretación que coincide en general con las observaciones de López (2005) y en oposición a los planteamiento de Martínez (1981).

El levantamiento geomorfológico, adelantado en el actual trabajo, señala un contacto irregular en el flanco norte de la depresión Momposina, con valles de disección rellenados con sedimentos aluviales recientes que empatan con el nivel de base local, es decir, la llanura de inundación y las ciénagas. La superficie alta corresponde a un glacis, es decir una antigua superficie de sedimentación y aplanamiento sin deformación neotectónica. Localmente afloran rocas sedimentarias del Terciario Superior que buzan suavemente hacia la sureste y la Mojana, sin ruptura ni fallas geológicas.

En cambio, el límite sur de la cuenca aluvio-lacustre muestra un contacto topográfico abrupto pero muy irregular con las colinas igneo-metamorficas de las estribaciones de la serranía de San Lucas, una extensión estructural de la Cordillera Central del Jura-paleozoico. En este sector, la ausencia de rocas sedimentarias de edad terciaria indicaría una historia larga de erosión desde el levantamiento post-jurasico (un hiato geológico grande) seguido por el periodo actual de sedimentación cuaternaria reciente. En esta zona algunos autores proponen la continuación del sistema de fallas del Espiritu Santo proveniente de la región de Caucasia, Antioquia, basándose principalmente en lineamiento regionales de drenaje (Ujueta, 2004; Ingeominas, 2007). Aunque no existen evidencias claras de deformación neotectónica en los depósitos cuaternarios, la presencia de una extensa zona de ciénagas y pantanos y la orientación oeste-este preferencial del rio Cauca en algunos tramos no permite descartar esta hipótesis.

La actividad sísmica recopilada durante este trabajo también señala una actividad tectónica regional leve, con magnitudes media-bajas y de tendencia dispersa. Sin embargo, se aprecia una leve aumento de actividad por el sector norte potencialmente relacionada con el cinturón sedimentario plegado de San Jacinto. Un evento sismo de este tipo ocurrió recientemente entre Chivolo y Tenerife, Magdalena con una magnitud de 3,3 en la escala Richter, de carácter superficial, sin generar daños. Aunque este evento sugiere una deformación activa en la serranía de San Jacinto, solo constituye un factor secundario frente a los aportes fluviales provenientes del Cono del Bajo Cauca.



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3.2 HISTORIA SEDIMENTOLÓGICA DE LA CUENCA BAJA

Aunque la historia reciente de la cuenca baja del rio Magdalena requiere una actualización con mas observaciones del subsuelo, especialmente el sector de La Mojana, los estudios sedimentológicos adelantados por el Himat (1977) y van der Hammen (1986) pueden proporcionar una buena base para evaluar la evolución reciente de la cuenca baja del ríos Cauca y Magdalena. Con base una reevaluación de las columnas sedimentológicas de perforación en sentido oeste – este de la cuenca (sitios La Cecilia-Las Palmita-Sucre-Boquillas-Mompos, Himat, 1977 y van der Hammen, 1986) utilizando principios de facies laterales (Walker, 1984), se identificaron seis fases importantes de sedimentación durante el Cuaternario superior (Fig. 7).

Recientemente, se adelantó la perforación y análisis de un nuevo pozo en el sector de La Boquilla, con resultados algo diferentes con respecto a la perforación del Himat (1977) en la misma zona (Herrera, et al, 2001). Aunque sus conclusiones son similares, la secuencia sedimentológica difiere notoriamente en su segmento inferior, aspecto que podría atribuirse a facies laterales en la dinámica de los cauces o cambios en la paleo-topografia con la presencia de terrazas pleistocénicos tales como las que existen actualmente en la zona de Cicuco, no muy lejos de la Boquilla.

Sin embargo, este último estudio incluye un análisis sedimentológico detallado que resalta tres fases principales en el relleno aluvial de la Depresión Momposina, una fase de aportes aluviales gruesos, una fase lacustre de tendencia arcillosa y una ultima fase aluvio-lacustre similar al comportamiento actual. A continuación se presenta un resumen de las etapas de sedimentación de la Depresión Momposina incluyendo el sector de La Mojana, análisis basado principalmente en los datos sedimentológicos del estudio del Himat (1977), datos que probablemente requieren una actualización con mas perforaciones hacia el sureste y suroeste.

Relleno Fluvio-deltaico de la Depresión Momposina y el Cono del Bajo Cauca

a. Fase Pre-Carga de Fondo: Corresponden a un nivel arcillo-limoso compacto de color pardo-rojizo a pardo amarillento, localmente con gravas, una paleo-topografía pleistocénica, fechado en 21.120a A.P. (Herrera, et al, 2001).

b. Fase Carga de Fondo: Se depositan las gravas de fondo de los ríos relacionados con un nivel de base bajo durante el ultimo periodo glacial 80 100 mts por debajo del nivel del mar actual. Constan de gravas y arenas gruesas suprayacentes a arcillas y limos compactos.

c. Fase Cono – delta 1: Se depositan arenas con intercalaciones arcillo-limosos y localmente turbas, con focos de aportes más arenosos desde el rio Cauca y el rio Magdalena con facies laterales lacustres hacia el centro de la cuenca observables en Sucre y Boquilla.

d. Fase Lacustre: Se acumulan sedimentos arcillosos a arcillo-limosos en el flanco SW (sector rio Cauca) mientras continua la facies arenosa en el flanco este, sedimentos que indican un mayor aporte del rio Magdalena y un posible represamiento lacustre en el flanco oeste (Cauca).

e. Fase Cono – delta 2: Se depositan arenas fluvio-deltaicos con intercalaciones arcillo-limosos y turbas, facies aluviales dominantes en el sector occidental (rio Cauca) con posible represamiento del rio Magdalena con sedimentos arcillo-limosos interpretado como lacustres.



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f. Fase aluvio-lacustre reciente: Sedimentación arcillo-limosa dominan el conjunto con tasas bajas de sedimentación de solo 1,7 mm/a en la zona de Las Palmitas, posiblemente debido a un mayor equilibrio con el nivel del mar en los últimos 1500 años.

De acuerdo con esta reinterpretación de los datos aportados por el proyecto Colombo- Holandés (Himat, 1977) y los estudios ambientales de van der Hammen (1984), en todas las perforaciones, un nivel basal de gravas descansa sobre una unidad arcillo-limosa compacta entre los 40 y 50 metros de profundidad. Esta nivel de gravas debe corresponder a la carga de fondo de los antiguos ríos Magdalena y Cauca con una edad mínima de 11.000 años AP (van der Hammen, 1984) cuando el nivel del mar se encontraba aproximadamente 80 m por debajo del nivel actual, nivel del mar que corresponde a finales de la ultima glaciación (Van der Hammen, 1994 y Davis, 1996).

Informes extraoficiales de las perforaciones para la pila central del puente de Plato-Zambrano sugieren la presencia de un paleocanal rellenado de sedimentos aluviales de hasta 70 m de profundidad, lo cual descansa sobre roca terciaria. Este profundidad correlación bien con los espesores de casi 50 metros de sedimentos posglaciales reportados por el Himat (1977), Martínez (1981) y Herrera et al (2001) y señalaría la presencia de un paleocanal labrado durante los numerosos periodos glaciales con niveles de mar de hasta 100 metros por debajo del nivel del mar actual.

Estos datos indican espesores de sedimentos holocénico (< 11.000 años) con promedios de 45 metros en Las Palmitas - Mompos y 70 metros en Plato, y una paleo-topografia de sistema fluvial de los ríos Magdalena y Cauca que correlaciona bien con el antiguo nivel marino de hasta 80 m por debajo del nivel del mar frente a Barranquilla. Esta interpretación coincide más con los datos disponibles y sugiere la presencia de un valle entallado y antecedente que atraviesa el flanco noreste de la Serranía de San Jacinto, una especie de cañón fluvial entre las poblaciones de Plato y Calamar, sepultado por la sedimentación pos-glacial.

Figura 7. Perfil Trasversal General del Delta Interior del Cauca-Magdalena. Se observa el relleno sedimentario de la Depresión Momposina y el Cono del Bajo Cauca con facies aluvio-

lacustres sobre la paleo-topografia pre-Holoceno.



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Un análisis de facies de la columna estratigráfica de los sedimentos pos-glacial (>11.000 años AP) registrado en las perforaciones de la Depresión Momposina (Himat, 1977) confirma el relleno progresivo del valle inferior del Magdalena y su gran afluente, el rio Cauca durante el ascenso pos-glacial del nivel del mar. Un nivel variable de arenas con lentes comunes de turba (materia orgánica) suprayace las gravas basales, seguido por una secuencia de arcillas con lentes de arenas y turbas. Esta secuencia que se interpreta como una ambiente lacustre (Hammen, 1984) a deltaico con sedimentación de grano decreciente, es decir un ambiente cada vez mas tranquilo hasta aproximadamente 3.000 años AP. Sin embargo, esta secuencia basada en la perforación central de Boquillas, Bolívar, presentan facies laterales mas arenosas y ricas en mica desde el suroccidente y el oriente, indicio de la progradación de los deltas interiores de los ríos Magdalena y Cauca.

A partir de 3.000 años AP aproximadamente, el ambiente se vuelve más transicional con un predominio de sedimentos arcillo-limosos con lentes arenosos y turba. Esta secuencia de grano creciente señala el probable fin del lago central de la depresión y el desarrollo de la llanura de inundación actual, es decir un ambiente transicional con ciénagas locales y la divagación del sistema fluvial y deltaico. Este nuevo ambiente, similar a las condiciones actuales, probablemente fue facilitado por la estabilización del nivel del mar alrededor de 5.000 años AP, nivel alcanzado en forma retardada en el valle inferior del Magdalena. De acuerdo con esta interpretación estratigráfica del relleno sedimentario reciente, las tasas de subsidencia reportados por Martínez (1981) corresponden mas bien a tasas medias de sedimentación y compactación del relleno fluvio-lacustre del antiguo valle del rio Magdalena durante el ascenso del nivel del mar desde comienzos de Holoceno. Sin embargo, nueva información sugiere que esta historia puede haber empezado desde finales del ultimo glaciación, es decir desde hace aproximadamente 20,000 años AP (Herrera, et al, 2001).



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4 UNIDADES GEOMORFOLÓGICAS

Las unidades geomorfológicas encontradas en la zona del Cono del Cauca - La Mojana abarcan geoformas de origen fluvio-lacustre y estructural siendo las primeras unidades asociadas las dominantes. La geomorfología levantada por este estudio se asemeja a la geomorfológica del estudio del Himat (1977) y Uniandes (1998) pero con algunas diferencias notables;

1- Se identifica un cono fluvio-deltaico centrado en la zona de San Jacinto del Cauca asociado a los paleocauces de San Matías y Rabón entre otros y un cono secundario en el sector de Guaranda – Achí relacionado con los paleocauces principales de La Mojana y Panceguita.

2- No se observan terrazas aluviales ni altas ni bajas en la zona interior de los conos fluvio-deltaicos como lo describe Uniandes (1998) pero si un complejo de albardones de sedimentación que reduce inundaciones en la zona central del cono delta de San Jacinto, dando a este terreno condiciones de mejor drenaje.

3- La vega de los paleocauces es bastante reducido (menor de lo que aparece en el informe de Uniandes, 1998) probablemente por el proceso de sedimentación durante los procesos de avulsión y desborde reciente por lo cual los caños tienen un flujo potencial muy baja hoy en día.

4- Las colinas en la zona de San Marcos y San Benito se extienden hacia la zona de Ayapel y pueden representar terrazas disectadas de la formación Sincelejo y localmente esquistos meteorizados, próximos al rio Cauca.

Sin embargo, se incluye por el momento el mapa de Uniandes (1998) por el momento como punto de referencia con estas aclaraciones (Fig. 8). A continuación se describen las unidades observadas en la fotointerpretación preliminar y campo de este proyecto.



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Fig. 8. Mapa Geomorfológico, UNal. Se destacan los paleocauces que forman el cono-delta de La Mojana, depósito aluvial que desvía gran parte de los flujos de desborde por la margen izquierda hacia la ciénaga de Ayapel y la llanura de inundación del rio San Jorge y caño

Vilorio.

4.1 UNIDADES GEOMORFOLÓGICAS DE ORIGEN FLUVIAL O LACUSTRE (F)

Vegas de divagación (Fv): Corresponden a los cauces o lechos menores de los ríos principales y sus cauces abandonados en la forma de paleocauces.

Fv1 - Vega de divagación activa (cauce mayor)

Zona aluvial dominada por la migración reciente del río con la formación de un lecho mayor, sujeto a activación anual durante caudales medios y máximos. La vega del cauce está compuesta principalmente por sedimentos poco compactados relacionados con la carga de fondo y en suspensión, generalmente sedimentos arenosos a gravas finas e intercaladas por lentes de limos y arcillo-limosos. Este conjunto de sedimentos tiende a formar complejos de orillares en las curvas interiores de los meandros con un



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predominio de sedimentos arenosos altamente inestables.

Fig. 9. Margen izquierda del Rio Cauca. Sector Guaranda-Achí, con socavación y desplome de la orilla, foto KR.

Fv2 – Paleocauces (Vegas inactivas)

Una variante importante de la Vega de divagación (Fv1) la constituyen los paleocauces de los ríos grandes (Fv2), visibles en la llanura de inundación como cauces sin flujo significativo en la estación de sequia. Generalmente conservan una vega inactiva con albardones de tamaño variable asociado. Por sus características morfológicas se estiman que corresponden a antiguos cauces de desborde principalmente provenientes del abanico aluvial del río Cauca del sector de Nechí y Guaranda.

Fig. 10. Caño Rabón, sector norte, un paleocauce del rio Cauca con asentamientos humanos sobre los albardones, foto KR.



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Fv3 – Paleocauces con albardón (Vegas inactivas)

Constituyen los paleocauces mayores (Fv2), ampliamente visibles en la llanura aluvial entre el rio San Jorge y el cono-delta del rio Cauca con vegas inactivas y albardones amplios asociados. Se destacan los paleocauces de San Matías, Rabón y La Sangre que se desprenden del rio Cauca en el sector de Nechí-San Jacinto como los paleocauces de la Mojana y Panceguita que se desprenden del rio Cauca en el sector de Guaranda- Achí, por lo cual se consideran como antiguos cauces del mismo río Cauca.

Llanuras de inundación (Fa): Área plana a ligeramente ondulado próximo a nivel con los ríos principales, compuestos por elementos geomorfológicos menores tales como albardones, vegas, paleocauces, y cubetas de inundación, con grados variables de inundación.

Fa1 – Albardón (Dique aluvial)

Corresponde a franjas aluviales de relieve ligeramente convexo que bordean los cauces de los ríos o brazos aluviales mayores, constituidos principalmente por arenas finas y limos de desborde durante el desarrollo del paleocauce. Esta unidad presenta una anchura variable, a veces hasta 300 metros de ancho, según la dinámica de desborde con sedimentos aluviales superficiales compuesto por arenas finas y limos de hasta 2 metros en espesor. Los sedimentos superficiales recubren generalmente depósitos arcillo-limosos subsuperficiales que presentan una resistencia más alta a la erosión fluvial que los depósitos superficiales.

Fig. 11. Albardones del paleocauce caño Rabón con amplia sedimentación con pastos y cultivos, foto KR.

Fa2 - Cubeta de inundación

Esta unidad, denominado “Cubeta de inundación” y llamado “basin” en otros informes (Himat, 1977 y CIAF, 1983) corresponde a una zona aluvial altamente inundable,



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compuesta principalmente por sedimentos arcillo-limosos. Está afectada por inundaciones periódicas o encharcamiento ocasionado por los procesos de desborde fluvial, lluvias intensas y localmente por los aportes de los afluentes laterales, tales como los ríos Cauca o San Jorge. Esta zona se encuentra estrechamente relacionada las ciénagas con las cuales presenta un límite difuso y fluctuante al recibir los excedentes de caudales durante las estaciones prolongadas de lluvia.

Fa3 - Valles aluviales laterales

Corresponden a valles secundarios relacionados con afluentes menores provenientes de las colinas y serranías cercanas, generalmente con vegas amplias sujetas a inundaciones por bloqueo regional del nivel de base. En la mayoría de los casos, los aportes aluviales de sistema fluvial del rio San Jorge o Cauca son mayores que los aportes aluviales de estos vallecitos, por lo cual tiende a formar ciénagas en sus tramos inferiores en contacto con la llanura aluvial de inundación.

Fc1 - Ciénagas fluviales

Esta unidad incluye todos los cuerpos de aguas estacionales con niveles variables en otras latitudes llamados simplemente lagos y pantanos. Las ciénagas tienden a formarse en dos escenarios en esta región del país; en el fondo de las cubetas de inundación entre brazos y paleocauces del sistema fluvial San Jorge – Cauca y en la confluencia de los valle laterales ya mencionados y la llanura aluvial principales tal como la ciénaga de Ayapel y San Marcos. En estas condiciones la sedimentación es dominado por procesos de decantación de los sedimentos en suspensión, es decir sedimentos arcillo-limosos, un ambiente de sedimentación también llamado lacustre.

Ft Terrazas aluviales: Niveles aluviales superiores al nivel de base local de los ríos compuesto por sedimentos depositados por los ríos bajo condiciones ambientales distintas a los actuales.

Fta – Terrazas altas:

Este nivel aluvial alto, asociado con el antiguo cono del rio Cauca, está localizado sobre la margen izquierda de la zona de estudio, es decir entre el rio cauca y la región de Ayapel. Corresponde a un nivel aluvial antiguo compuesto por capas de arenas, gravas, limos y arcillas de edad Plio-pleistocena, y localmente esquistos meteorizados con predomino de colores rojizos. Comúnmente, este nivel alto de terrazas esta disectado por los caños y quebradas con una profundización moderada a fuerte durante un tiempo prolongado.



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Fig. 12. Terrazas disectadas o superficie de aplanamiento con oxisoles, foto KR.

Ftb – Terrazas bajas:

En los bordes de la llanura aluvial del rio San Jorge se desarrollan algunos niveles aluviales secundarios por encima de la llanura de inundación. Principalmente al sureste de la ciénaga de Ayapel se presenta una morfología ondulada de solo unos pocos metros por encima de la llanura de inundación de acuerdo con la fotointerpretación. Se trata probablemente de una unidad aluvial subreciente de la llanura aluvial actual, probablemente asociado con una reactivación del cono del rio Cauca.

4.2 GEOFORMAS DE ORIGEN ESTRUCTURAL (S)

Constituyen lomas y montañas alargadas compuestos por rocas duras de composición ígnea-metamórfica.

Smi - Cuchillas Ígneo-metamórficas:

Filos estructurales compuestos por rocas metamórficas asociadas con las estribaciones de la serranía de San Lucas. Constan principalmente de rocas metamórficas de grado medio a alto, de edad paleozoica. Aunque su composición ofrece una resistencia alta a la erosión física, la meteorización química puede facilitar su erosión superficial posterior.

Fig. 13. Cuchillas estructurales de las estribaciones de la serranía de San Lucas, al frente a Guaranda, foto KR.



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5 DINÁMICA FLUVIAL Y LOS PROCESOS DE INUNDACIÓN

5.1 EVOLUCIÓN GEOMORFOLÓGICO DEL SISTEMA FLUVIAL

Llama la atención el complejo sistema de cauces y paleocauces que se conservan sobre la superficie de la región de La Mojana o Cono –delta del Cauca. Apoyado en la fotointerpretación de las fotografías aéreas e imágenes de satélite, el análisis del tamaño, nitidez y grado de desarrollo de los cauces activos y paleocauces presentes en la llanura aluvial permiten inferir una secuencia evolutiva del sistema fluvial. De acuerdo con los estudios sedimentológicos fechados con C14 (Himat, 1977, Martínez, 1981 y Herrera, 2001), todas estas manifestaciones fluviales corresponden al Holoceno superior, es decir dentro de los últimos 2000 años, las cuales se analizan a continuación.

Figura 14, Perfil Transversal de La Mojana. El perfil oeste - este que muestra la interpretación general entre San Marcos y Guaranda con el relleno aluvial pos-glacial sobre la paleo-

topografia pleistocénica y los ríos principales sobre los flancos del cono-delta del rio Cauca.

Río Cauca hasta Pinillos:

El cauce principal desarrolla, en general, albardones aluviales anchos con hasta 2 metros de altura con respecto a las aguas medias, especialmente sobre su margen izquierda. Estas geoformas son el resultado de los fenómenos de desborde con la consecuente decantación de los sedimentos medianos, principalmente arenas finas y limos.

Su vega de divagación también presenta una morfología ancha, con orillares o sedimentación de punta, resultado de la migración lateral del cauce principal. El cauce presenta una sinuosidad baja con numerosas barras e islas inestables hasta la zona de San Jacinto del Cauca, un régimen de tendencia trenzada a transicional. Esta morfología corresponde a un cauce sobrecargado de sedimentos, característica que favorece de sedimentación y ataque lateral a través de la socavación y el desborde.



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Aguas debajo de San Jacinto del Cauca, el cauce presenta un cauce transicional a meandreforme con un aumento ligero de sinuosidad y una reducción en la cantidad de islas y barras. Localmente, este tramo presenta un control litológico por los afloramientos de las estribaciones de la serranía de San Lucas. A partir de este sector el rio Cauca desarrollan localmente meandros bien pronunciados con una alta dinámica de migración lateral.

Esta transformación de un sistema trenzado a un sistema mas meándrica concuerda con las tendencias fluviales descritos por Schumm (1977), quien plantea la evolución de los cauces fluviales mediante la descarga de sedimentos en los tramos trenzados y la disminución progresiva de la pendiente para transformarse en sistemas mas meándricos. Esta observación también es válida para los paleocauces del cono deltaico de la Mojana donde los paleocauces inicialmente presentan un régimen más trenzado para luego transformarse gradualmente en cauces más meándricos.

Sector Pinillos:

En el sector de la población de Pinillos se produce la confluencia del rio Cauca con el brazo Loba-Quitasol del rio Magdalena además de la difluencia de un brazo secundario importante, el brazo Chicagua, características que hacen un análisis de este sector extremadamente complejo (Fig. 12). El brazo Quitasol presenta una secuencia de meandros muy marcados antes de su confluencia con el rio Cauca, sector que alcanza una sinuosidad estimada de 2,1.

Aguas debajo de la confluencia, esta tendencia sinuosa cambia abruptamente hacia una geometría casi recta. En ambos casos, no se aprecia un cambio medible en su morfología entre 1957 y 2005 salvo en el último meandro donde la curva tiende a acentuarse y se estrecha el cuello del meandro en un 50 % durante el periodo de observación 1957 - 2005. Al mismo tiempo, observaciones de campo y las comparaciones entre las aerofotografías de 1957 y la imagen SPOT de 2005 indican un ensanchamiento de aproximadamente 33 metros (35 %) en el brazo Chicagua, próximo a su bifurcación en Pinillos.



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Figura15, Detalle Sector Pinillos. En la imagen SPOT (2005) se aprecia la confluencia del rio Magdalena con el rio Cauca, este último con mayor concentración de sedimentos por los tonos más claros que representan sedimentos finos en suspensión (curso fluviales 1957 rojo y 1990

amarillo).

La confluencia de los ríos Magdalena y Cauca en la zona de Pinillos siempre genera polémica sobre su origen y dinámica reciente por ser relativamente estable con caudales similares. Sin embargo, las observaciones actuales y de campo sugieren condiciones inestables con el recorte potencial del meandro de Pinillos y el ensanche del brazo Chicagua, procesos asociados el represamientos que genera el rio Cauca con una carga mayor de sedimentos (Figura 12). En este caso, el ensanche lento de brazo difluente de Chicagua se convierte en un aliviadero del rio Magdalena, frenado e inclusive represado en ocasiones por el rio Cauca. La presencia de numerosos paleocauces paralelos al curso del rio Cauca proveniente del sector de La Mojana, también sugiere que el rio Magdalena, a través del brazo Quitasol constituye el afluente histórico del rio Cauca, el cual lo aprovecha en su transito hacia la zona de Magangué y Pinto donde recibe los caudales reducidos del antiguo cauce del rio Magdalena, el brazo Mompos (LEH, 2010).

Sector Plato:

Aunque el sector de Plato se localiza fuera del área directo del estudio, su dinámica resulta fundamental para la comprensión de la Depresión Momposina y el cono-delta del rio Cauca. El tramo Plato-Calamar del sistema fluvial Magdalena – Cauca constituye un paso obligado a través de la serranía de San Jacinto, en su camino al mar. La revisión de la cartografía geológica de Ingeominas no señala ninguna falla geológica que afecte las rocas sedimentarias suavemente plegadas del Terciario. Antes, el sistema fluvial del río Magdalena cruza transversalmente estas estructuras



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plegadas de rumbo NNE, compuestas por areniscas y arcillolitas, sin indicios de un control fundamental en la orientación de su cauce hacia la costa Caribe. Reportes extraoficiales de perforaciones en los pilotes centrales del puente de Plato-Zambrano encontraron rocas terciarias duras después de 70 metros de sedimentos aluviales.

Figura 16, Detalle Sector El Plato. En la imagen SPOT (2005) se observa el paso obligado del rio Magdalena por el estrecho formado en las serranías de la costa llamadas San Jacinto. En este

sector los cursos fluviales no varían mucho por el confinamiento rocoso de este cauce antecedente.

Dadas estas características, el encajonamiento del curso del río Magdalena en la serranía de San Jacinto y su paso por la zona de Plata – Calamar debe obedecer a un proceso de antecedencia, es decir, el paso del río antecede al plegamiento y levantamiento de la serranía de San Jacinto, proceso que debe haberse iniciado desde Mio-Plioceno, el periodo principal de plegamiento (Duque, 1984). Por lo tanto, ¡el trazado del río entre Plato y Calamar tiene un origen que data desde finales del periodo Terciario!

Este trazado que ha sido profundizado cada vez que desciende el nivel marino durante el Cuaternario, y por lo menos 10 veces en el último millón de años (van der Hammen, 1994), lo cual explica la presencia de sedimentos aluviales pos-glaciales de hasta 50 metros de profundidad en la depresión Momposina y espesores de hasta 70 metros en el paleocanal de Plato.



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Aunque el trazado general del cauce obedece a un curso antecedente en el tramo Plato-Calamar, una comparación de los periodos recientes señala una fluctuación en el sistema de islas y meandros, un indicio que prima los procesos de migración y sedimentación, aun en ese tramo. Esta dinámica parece reflejar la migración normal de un sistema meándrico en equilibrio con su pendiente, con un control litológico solo de carácter local en las curvas del tramo.

Figura 17. Perfil Longitudinal de la Cuenca Baja del Cauca-Magdalena. Se aprecia el relleno sedimentario del Cono-delta del Bajo Cauca y los paleocanales del Cauca y Magdalena asociado

con el nivel de mar bajo durante la última glaciación.

Paleocauces de La Mojana

Comprenden un sistema fluvio-deltaico de cauces abandonados que divagaban por la zona central de la región de la Mojana entre el cauce activo del rio Cauca al oriente y el rio San Jorge al occidente. Este sistema presenta un patrón semi-radial o distributario, patrón asociado con abanicos aluviales y deltas (Chorley, et al, 1984). Este relleno constituye un cono-delta con el eje de sedimentación concentrado en el ápice de cono-delta principal de San Jacinto del Cauca y la formación de un sistema de ciénagas paralelo al rio San Jorge en la zona distal del cono-delta. Los paleocauces presentan inicialmente albardones anchos, localmente con vegas similares a los ríos trenzados. Sin embargo, esta morfología se transforma progresivamente en un sistema de paleocauces con cauces únicos y albardones de anchura menor como sucede en los caños San Matías, Rabón, La Sangre, La Mojana y Panceguita, entre otros.

Cabe destacar que el patrón distributario no presenta anomalías de dirección ni cambios abruptos en su morfología y tendencias, indicio de una evolución fluvio-deltaico muy activo pero sin deformación tectónica reciente en la región de La Mojana. Aunque la morfología nítida de los paleocauce sugiere una evolución reciente, ninguno de los cauces es actualmente activo, es decir constituye un brazo activo del rio Cauca. Este hecho podría evidencia un periodo reciente con una dinámica aun más inestable con aportes superiores de sedimentos provenientes de la cuenca media y alta del rio Cauca.



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Río San Jorge:

Este rio secundario constituye, junto con el complejo de ciénagas, un sistema fluvial recolector de las aguas de desborde e inundación en la zona de la Mojana. El rio San Jorge corre paralelo a la zona distal del cono-delta de La Mojana hasta la ciénaga de San Marcos, donde construye un cauce de enlace entre ciénagas para finalmente ocupar el paleocauce del caño Rabón en su tramo inferior. Aunque el rio San Jorge aporta caudales líquidos y sólidos importantes, provenientes de las estribaciones de la cordillera Occidental y el paramo de Paramillo, en la región de la Mojana tienen un papel primordial como sistema de drenaje del conjunto de ciénagas y las inundaciones provenientes de los desbordes del rio Cauca.

Figura 18, Sector de Nechí-San Jacinto del Cauca. En la imagen Landsat se observa el proceso de desborde reciente del rio Cauca, el principal de Nuevo Mundo y su desborde hacia el sistema

de caños de Pescado y Muñoz que se dirigen hacia la ciénaga de Ayapel.

5.2 COMPLEJO DE CIÉNAGAS Y LAS INUNDACIONES

Este gran conjunto de ciénagas que incluye Ayapel, San Marcos, Grande y Machado entre otros constituyen un complejo pantanoso de amortiguación de los desbordes e inundaciones en la región de la Mojana. Morfológicamente se presentan dos tipos de ciénagas, ciénagas por obturación y ciénagas por sedimentación diferencial de la llanura de inundación.

La mayoría de las ciénagas nombradas constituye la primera clase, productos del bloqueo de los antiguos vallecitos de disección de las terrazas aluviales que bordean el flanco noroccidental de La Mojana. El borde externo de estas ciénagas se caracteriza por colinas y terrazas antiguas disectadas con valles aluviales menores provenientes de los lomeríos al nor-oeste mientras su borde sur-oriental corresponde a un bloqueo por parte de los distintos paleocauces del sistema de La Mojana y el rio



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San Jorge. Por ser valles obturados e inundados por los aportes aluviales del cono-delta del Cauca, estas ciénagas pueden presentar profundidades ligeramente mas profundas que las de la llanura de inundación.

Las demás ciénagas generalmente se encuentran atrapadas entre paleocauces en la llanura de inundación en la zona intermedia y distal del cono fluvio-deltaico de la Mojana. Teóricamente estas ciénagas son menos profundas que las ciénagas por obturación. Entonces, las inundaciones y las fluctuaciones en el nivel de las ciénagas constituye el resultado de tres factores o variables, los desbordes del rio Cauca, escorrentía generada por las lluvias locales y los aportes de las cuencas menores, en este caso, del drenaje desde las colinas de San Marcos y San Benito Abad.

5.3 ASENTAMIENTOS PREHISPÁNICOS

En el sector noroccidental de La Mojana se desarrollan numerosas evidencias de los asentamientos prehispánicos de la cultura Zenu, en la forma de canales artificiales y camellones sobre los paleocauces y caños secundarios (Plazas y Falchetti, 1981; Plazas, et al, 1988). De acuerdo con estos estudios, los asentamientos asociados ocuparon cauces activos de los caños Pita-Carate (antiguo San Jorge) y Rabón (¿brazo del Cauca?), entre 130 años a.C y 850 d.C., aprovechando técnicas hidráulicas avanzada para la época. Después del siglo X, desaparecieron los indicios del poblamiento Zenú, lo cual fue reemplazado por la cultura Malibues que no aplicaron técnicas hidráulicas similares.

En los estudios sedimentológicos relacionados, se concluye que los asentamientos Zenues están asociados con caños activos, bien sea del rio Cauca o el San Jorge, de acuerdo con la adaptación de las obras hidráulicas a la migración de los cauces durante la ocupación (Plazas, et al., 1988). Llama la atención el desarrollo Zenues sobre los caños de Rabón y Carate (antiguo San Jorge) mientras la zona central de La Mojana, incluyendo La Mojana, Panceguita y aun San Matías más al occidente, no fueron ocupados, un posible indicio de su inactividad durante la expansión cultural de los Zenues.

TRES FENOMENOS ASOCIADOS D - Desborde del río principal E - Encharcamiento por lluvias locales A – Afluentes y escorrentía local

ASENTAMIENTO HUMANOS TRADICIONALES Localización preferencial sobre: diques aluviales y terrazas Crecimiento urbano con invasión de zonas inundables Construcciones de control (Jarillones)

RONDAS DETERMINADAS POR GEOMORFOLOGIA Y DINAMICA FLUVIAL



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Figura 19. Distribución de los asentamientos Zenues. Los asentamientos se concentran al occidente de la región de La Mojana, sobre los caños Pita-Carate (San Jorge) y caño Rabón

(Mapa 2, Plazas, et al, 1988).

Adicionalmente, la evaluación de las perforaciones profundas relaciona los sedimentos con turbas con periodos de baja sedimentación y sequia mientras los sedimentación arcillosa se identifican mas con ambientes húmedos, cambios climáticos y periodos de inundaciones (van der Hammen, 1986). Sin embargo, esta interpretación lógica solo se refiere a un número reducido de perforaciones, difícil de extrapolar a una región tan grande donde los ríos cambian de curso frecuentemente y modifican localmente los ambientes de sedimentación e inundación (LEH, 2010).

Según los trabajos de Herrera y Berrío (1988), después de un periodo de sedimentación fuerte (húmedo), la cultura Zenú ocupó el sitio Carate 25 durante un periodo más seco entre 760 d.C. y 1270 d. C. En este sitio, el perfil levantado señala un suelo óxico antiguo seguido por una sedimentación fuerte con tasas de hasta 85 mm/a seguido finalmente por un periodo de ocupación Zenú con tasas de sedimentación de solo 1 mm/a o menos. Aunque los análisis detallados de los sedimentos superiores sugieren variaciones menores de sedimentación asociados posiblemente con ciclos de humedad y sequia (Herrera y Berrío, 1988), las tendencias sedimentológicas generales también podrían interpretarse como la llegada de un brazo aluvial nuevo en la vecindad de la ciénaga de San Marcos (depositado sobre los oxisoles enterrados), seguido por un periodo mas estable de un caño deltaico aprovechado por la cultura Zenú con actividades agrícolas e hidráulicas bien desarrolladas.



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6 CONCLUSIONES

6.1 GEOLOGÍA

a. La Depresión Momposina, incluyendo el Bajo Cauca, ha sido identificado en varias publicaciones como una cuenca tectónica con subsidencia activa, controlada por un sistema de fallas geológicas (Himat, 1977; Martínez, 1981 y UniAndes, 1998). En general esta hipótesis se basa en análisis superficial sobre supuestos lineamentos y fallas antiguas no vistas ni comprobabas en los depósitos cuaternarios de la cuenca. Aunque no se observa evidencias de deformaciones neotectónicas de los sedimentos cuaternarios en la región, no se descarta una posible actividad en el flanco sur de la depresión, próximo al sistema de fallas de Espiritu Santo, aspecto que solo puede ser precisado con estudios neotectónicos detallados en esa zona.

b. Algunos estudios regionales concluyen que la costa suroccidental del Caribe

colombiano y las serranías del Sinu y San Jacinto corresponde a un prisma sedimentario de acreción generado por la subducción de parcial de la placa del Caribe debajo de la placa Sudamericana (López, 2005). Otros reconocen la acreción de dos complejos sedimentarias, el complejo de San Jacinto durante el Paleógeno y el complejo del Sinu durante el Neógeno, procesos que probablemente continua hasta el presente (Duque, 1984).

c. Sobre el flanco noroeste de la cuenca, las rocas plegadas de la Serranía de San

Jacinto genera un control pasivo sobre el drenaje regional del rio San Jorge con un curso paralelo al rumbo de la estructura (Duque, 1984). En cambio, aguas abajo de Plato, Magdalena, el río Grande de la Magdalena desarrolla un valle estrecho entre las colinas estructurales de la serranía. Este confinamiento no obedece a ningún sistema de fallas geológicas sino a un curso fluvial antecedente, es decir, un cauce labrado durante el Cuaternario (posiblemente desde hace mas de 2 millones de años), erosionado progresivamente a medida que se plegaban las rocas sedimentarias de la serranía de la costa.

d. Al sur y sureste se localizan las estribaciones de la serranía de San Lucas, otro

control pasivo del sistema fluvial, compuestos por rocas ígneas y metamórficas de edad jurásica a paleozoica. Las serranías aparecen como un conjunto de colinas y montañas bajas, disectadas por afluentes menores con la excepción del rio Nechí que drena desde el Batolito de Antioquia.

e. Se destacan varias fallas geológicas a nivel regional, entre ellas la falla de

Bucaramanga-Santa Marta al oriente y la falla de Romeral al occidente, además de varias fallas asociadas con el basamento sin manifestación en superficie, además de los supuestos lineamientos de cauces (Himat, 1977). Sin embargo, en la zona de El Banco, la falla de Bucaramanga –Santa Marta forma el límite del valle medio del rio Magdalena y la cordillera Oriental y no afecta tectónicamente la depresión Momposina. En cambio, la falla del Romeral, con rumbo NNE y paralela a la serranía de San Jacinto, aparece fosilizada por sedimentos neógenos no deformadas al occidente en la región de Planeta Rica (Dueñas y Duque, 1984).

f. Una revaluación de la literatura sobre la sedimentación reciente de la Depresión

Momposina confirma un proceso de relleno aluvio-lacustre de solo 40 a 50 metros, acumulado durante los últimos 21.000 años AP (Van der Hammen, 1984 y



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Herrera, et al, 2001). Esta sedimentación es el resultado de la agradación progresiva del sistema fluvial a medida que el nivel del mar ascendía a finales de la última glaciación global, proceso común en las llanuras costeras y deltas a nivel mundial (Davis, 1996). En la actualidad, se presenta tasas medias de sedimentación de entre 3mm y 1 mm por año, tasas en equilibrio dinámico con los aportes aluviales, la pendiente reducida de este sistema fluvial y la compactación aluvial.

g. Por el carácter aluvio-lacustre de los sedimentos de La Mojana, material rocoso de

préstamo es escaso en la zona. Roca consolidada en la forma de esquistos (comúnmente meteorizado) se encuentran próximos al rio Cauca, en cercanía de Nechí y Guaranda. Arenas y gravas se encuentran en cantidades abundantes en el rio Cauca próximos a Nechí, o en las colinas de San Marcos en la formación Sincelejo. El material del dragado del cauce de Rabón no parece muy apto por presentar una textura arcillo-limosa mesclada con arenas finas, aspecto que debe ser detallado.

6.2 GEOMORFOLOGÍA

a. La evolución geomorfológica de la región de La Mojana incluye un número importante de cauces y paleocauces del sistema fluvial del rio Cauca que forma una llanura de inundaciones con aspectos de abanico llamado en este informe cono-delta. Durante el trabajo de fotointerpretación se confirmaron un amplio sistema de cauces abandonados o paleocauces (caño San Matías, Rabón, la Sangre, la Mojana y Panceguita entre otros) en la zona central que evidencian un periodo de sedimentación y cambios de curso (avulsión) de edad reciente (Holoceno Superior).

b. Por la agradación de los paleocauces durante el Holoceno, el cono deltaico del rio

Cauca ha bloqueado, en gran medida, los desbordes en la zona central con la consecuente desviación de los caudales hacia su margen izquierda por los caños de Pescado y Muñoz (rompederos de Nuevo Mundo y Santa Anita) antes de llegar a San Jacinto del Cauca. En este sentido, gran parte de los desbordes penetran hacia la ciénaga de Ayapel y fluye en forma laminar por todo la llanura de inundación compartida con el rio San Jorge - Vilorio hacia la región de San Marcos y San Benito de Abad.

c. Adicionalmente, se presentan desborde su margen derecha de este cono-delta en

forma paralela al cauce principal aguas abajo del sector de Guaranda y Achí, aguas que penetran a las ciénagas de la margen derecha del cauce o sobre la margen izquierda al sistema de la Mojana y Panceguita (sector Boca del Cura).

d. La ocupación prehispánica de caños Pita-Carate (antiguo San Jorge) y caño

Rabón (¿brazo del Cauca?), por la cultura hidráulica de los Zenues entre el s. II a.C y s. IX d.C., y su posterior desaparición ha sido tomado como un indicio de un cambio ambiental o climático en la zona. Sin embargo, un cambio en el sistema fluvial del rio Cauca hacia una posición más al oriente y la desactivación del caño Rabón también pueden haber jugado un papel importante en la migración y desaparición de estas culturas. Los estudios en este sector tiende a confirmar cambios fuertes en las tasas de sedimentación desde 85mm/a a menos de 1mm/a en épocas recientes.



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e. El sistema de paleocauces de San Matías, Rabón y La Mojana constituye un delta holocénico inactivo en la actualidad por lo cual la mayoría de los caños asociados con paleocauces también son inactivos (no conectados directamente al rio Cauca). Por este motivo, solo drenan cantidades menores de agua local y ocasionalmente de desborde. Como tal, los caños Rabón y San Matías conforman un sistema de diques naturales (albardones) que tienden a bloquear el flujo regional de los desbordes, obligándolo a dirigirse por el caño Muñoz hacia la ciénaga de Ayapel y la llanura de inundación del rio San Jorge y caño Vilorio.

6.3 DINÁMICA FLUVIAL

a. Esta misma tendencia de desborde y sedimentación deltaica con la formación de los antiguos brazos de San Matías, Rabón, La Sangre, La Mojana, Panceguita y otros, se reproduce actualmente con los rompederos de Loredo, Nuevo Mundo y Santa Anita y en menor mediada en el sector de Boca del Cura, procesos que pueden culminar en la formación de nuevos brazo (avulsión) hacia la ciénaga de Ayapel en el caso mayor de Nuevo Mundo.

b. En cuanto a la dinámica fluvial reciente, se confirma un proceso de formación de

rompederos sobre la margen izquierda del rio Cauca y en menor medida sobre la margen derecha, actividad que sugiere una colmatación lenta del curso actual del rio Cauca y la necesidad del rio de buscar vías alternas de divagación (avulsión). Este proceso inferido a partir de la actividad reciente puede ser acentuado por los aportes de minería aluvial de oro que ocurre en la actualidad en sectores de Bajo Cauca y Nechí.

c. La formación de rompederos puede iniciar un proceso de avulsión, para aliviar los

excedentes de agua y sedimentos, mediante el desborde hacia el sistema de cubetas de inundación y ciénagas. Como se tratan de sistemas naturales de amortiguación de los caudales pico, el cierre de los rompederos y la construcción de jarillones a lo largo de la orilla del rio solo conllevarán a la concentración de las caudales y la formación de rompederos y desbordamiento aguas abajo o la ruptura de las obras de defensa.

d. también se confirman condiciones inestables en la confluencia del río Cauca con el

Magdalena (brazo Loba-Quitasol) con el lento recorte del meandro de Pinillos. Por el mayor aporte de sedimentos del rio Cauca, este cauce tiende a bloquear la evolución del rio Magdalena, elevando el lecho del cauce y favoreciendo el desborde generalizado y el ensanche de los brazos cercanos incluyendo el Chicagua.

e. Hacia el noroccidente, las inundaciones tiende a concentrarse en la llanura de

inundación y ciénagas que bordean el rio San Jorge con hasta 23 km de ancho en la zona de San Marcos. En aguas altas, todas estas ciénagas tienden a explayarse en un solo sistema lacustre conectado donde el rio San Jorge fluye de ciénaga en ciénaga como una lamina de agua, perdiendo de este modo su entidad como curso fluvial.



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